Apostila Estrutura da Terra

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Aula I
Estrutura da Terra
Para conhecimento do interior da Terra é preciso efetuar muitas observações e conseqüentes estudos. Sabe-se que a Terra tem, em média, 6.400 Km de raio e, portanto, um estudo direto não poderá ir além de pequenas profundidades. De fato, para além das milhares de sondagens que se tem feito para prospecção de jazigos de petróleo e outros minerais as quais não excedem geralmente a profundidade de 2.500 metros (quando ultrapassam esta profundidade dizem-se ultraprofundas e não ultrapassam os 9.000 metros), efetuaram-se algumas sondagens ultraprofundas com o objetivo de se conhecer a constituição do interior da Terra. Contudo, a perfuração mais profunda atingiu a profundidade de 12.023 metros, realizada, em 1984, na Península de Kola (ex-URSS), o que corresponde a 0,19% do raio da Terra. A perfuração de poços de grande profundidade permite que se realizem importantes investigações no domínio da petrologia, paleontologia, geoquímica e geofísica. As minas que se destinam à exploração de recursos minerais não excedem os 4 Km de profundidade.
Diagrama mostrando os principais métodos de estudo para a compreensão da estrutura interna da Terra.
O estudo aprofundado dos afloramentos rochosos à superfície é de grande importância para o conhecimento da estrutura interna da Terra. Algumas rochas que têm a sua origem em profundidade podem aflorar à superfície. Para isso é necessário que sejam submetidas a forças que as façam ascender e, posteriormente, sejam postas a descoberto pela erosão. O vulcanismo, no seu sentido limitado, é um fenômeno superficial, pois os produtos emitidos na superfície e a formação do aparelho vulcânico podem ser observados diretamente. Mas as causas do vulcanismo são de origem profunda. A matéria fundida (magma) que alimenta os vulcões forma-se no interior da Terra em conseqüência de perturbações do equilíbrio normal.
Para as zonas que ultrapassam os processos de observação direta, há que recorrer a outros métodos, chamados indiretos, como por exemplo, o magnetismo, a sismicidade, o estudo dos meteoritos e a astrogeologia, a fim de conhecer o que se passa naquelas zonas do nosso planeta. Nas páginas seguintes, a título de exemplo, tentaremos dar uma idéia da contribuição da Sismologia para o conhecimento do interior da Terra.
A análise sismológica dos muitos sismos (tremores de terra) que ocorrem em todo o planeta Terra, em regiões, atualmente, bem conhecidas, foi um dos principais métodos que levou à concepção de um modelo para a estrutura da Terra. Para que possamos perceber, não só como foi concebido o referido modelo, mas também o próprio modelo, teremos que ter em conta alguns conceitos básicos de sismologia.
Na figura abaixo está representado, de forma muito simplificada, um bloco diagrama representativo de um sismo. 
Sismos são abalos naturais da crosta terrestre que ocorrem num período de tempo restrito, em determinado local, e que se propagam em todas as direções (Ondas Sísmicas), dentro e à superfície da crosta terrestre, sempre que a energia elástica (movimento ao longo do plano de Falha) se liberta bruscamente nalgum ponto (Foco ou Hipocentro). Ao ponto que, na mesma vertical do hipocentro, se encontra à superfície terrestre dá-se o nome de Epicentro, quase sempre rodeado pela região macrossísmica, que abrange todos os pontos onde o abalo possa ser sentido pelo Homem.
Bloco diagrama representando as principais componentes de um sismo.
A energia libertada no foco de um sismo propaga-se em todas as direções sob a forma de ondas elásticas, designadas por ondas sísmicas, que se deslocam com uma velocidade determinada (velocidade de propagação), e segundo a direção de propagação. Em meios de composição homogênea, que não é o caso da Terra, as ondas sísmicas são, em todos os pontos eqüidistantes, sendo um raio sísmico, por analogia com um raio luminoso, toda e qualquer normal à superfície da onda. Deste modo é possível admitir que a energia sísmica se propaga ao longo dos raios sísmicos. Na Terra, devido à sua composição heterogênea, o trajeto (raio sísmico) das ondas sísmicas é, regra geral, curvilíneo. 
As ondas sísmicas propagam-se através dos corpos por intermédio de movimentos ondulatórios, como qualquer onda, dependendo a sua propagação das características físico-químicas dos corpos atravessados.
Representação gráfica das duas características fundamentais de uma onda: T-Período da onda e A-Amplitude da onda.
Representação esquemática da onda sísmica e raio sísmico.
Observando o esquema abaixo, podemos dizer que as ondas sísmicas classificam-se em dois tipos principais: as ondas que se geram nos focos sísmicos e se propagam no interior do globo, designadas ondas interiores, volumétricas ou profundas (1 e 2), e as que são geradas com a chegada das ondas interiores à superfície terrestre, designadas por ondas superficiais (3 e 4). 
As ondas interiores são de dois tipos: 1) Ondas primárias, longitudinais, de compressão ou simplesmente ondas P - correspondem a um movimento vibratório em que as partículas dos materiais rochosos oscilam para frente e para trás (1), na mesma direção de propagação do raio sísmico, comprimindo e distendendo as rochas alternadamente; a direção de vibração das partículas é a mesma da propagação da superfície de onda; são as mais rápidas e, portanto, as primeiras a atingir a superfície terrestre, daí também a designação de ondas primae. 2) Ondas transversais, de cisalhamento ou simplesmente ondas S - provocam vibrações nas partículas numa direção perpendicular ao raio sísmico (2), isto é, as partículas que transmitem as ondas vibram perpendicularmente à direção de propagação da onda; propagam-se com menos velocidade do que as ondas P, atingindo a superfície terrestre em segundo lugar, sendo, também, designadas por ondas secundae. 
As ondas P propagam-se nos meios sólidos, líquidos e gasosos, havendo variação de velocidade quando passam de um meio para o outro, enquanto as ondas S apenas se propagam nos meios sólidos. A velocidade das ondas P e S varia com as propriedades das rochas que atravessam, nomeadamente com a sua rigidez e com a sua densidade.
Com a chegada das ondas interiores à superfície geram-se ondas superficiais que são, em geral, as causadoras das destruições provocadas pelos sismos de grande intensidade. Nas ondas superficiais distinguem-se dois tipos: 1) Ondas de Love ou ondas L, que são ondas de torsão, em que o movimento das partículas é horizontal e em ângulo reto (perpendicular) à direção de propagação da onda (3); 2) Ondas de Rayleigh ou ondas R, que são ondas circulares em que o movimento das partículas se produz num plano vertical àquele em que se encontra a direção de propagação da onda (4). As ondas superficiais propagam-se com menor velocidade que as ondas P e S.
Esquema que mostra o movimento e a forma de propagação dos quatro tipos de ondas sísmicas: 1-ondas primárias (P); 2-ondas secundárias (S); 3-ondas de Love (L); 4-ondas de Rayleigh (R). A direção do movimento das partículas está indicado por setas vermelhas.
Sismograma mostrando o registro da chegada das ondas P, as de maior velocidade, chegada das ondas S, de menor velocidade que as ondas P, o intervalo de tempo decorrido entre a chegada das ondas P e S, e a seguir a amplitude das ondas L.
Os sismógrafos são aparelhos de precisão que registram, em sismogramas, as ondas sísmicas.
A interpretação dos sismogramas permite aos especialistas em sismologia retirarem informações muito úteis sobre as características das zonas terrestres atravessadas pelas ondas sísmicas.
A partir dos dados obtidos de vários sismogramas, é possível traçar-se um gráfico, como o representado acima, que relaciona o tempo gasto pelas ondas sísmicas com a distância epicentral. A velocidade das ondas P e S aumenta com a distância ao epicentro e a velocidade da onda L mantêm-se constante. A velocidade média das ondas sísmicas não é constante. Para o caso considerado, aumenta com a profundidade (quanto maior éà distância epicentral, maior é a profundidade atingida pelas ondas sísmicas), o que significa que o meio de propagação, isto é, o interior da Terra não é homogêneo sob o ponto de vista das grandezas que influenciam a sua propagação.
Os raios sísmicos, tal como os raios luminosos, sofrem reflexão e refração ao passarem de um meio para outro de características físicas diferentes.
Os raios sísmicos, tal como os raios luminosos, sofrem reflexão e refração ao passarem de um meio para outro de características físicas diferentes. Para ângulos de incidência superiores ao valor do ângulo crítico, o raio sísmico só se reflete. Para valores inferiores ao valor do ângulo crítico, o raio sísmico refrata-se e reflete-se.
Em sismologia, à superfície de separação entre dois meios com propriedades físicas diferentes chama-se descontinuidade.
As trajetórias das ondas P e S são curvilíneas. Como a Terra é heterogênea, admite-se que as ondas sísmicas atravessem meios com propriedades físicas diferentes.
Esquema representando uma onda sísmica direta, refletida e refratada.
Esquema representando possíveis comportamentos de uma onda P, numa superfície de descontinuidade, entre dois meios sólidos.
Logo que um raio sísmico toca uma superfície, separando dois meios de propagação diferentes (superfícies de descontinuidade), reflete-se e/ou refrata-se de modo que as suas trajetórias permitem, aos sismólogos, conhecer as características dos meios atravessados.
As estações sismográficas A, B e C, representadas no esquema abaixo, encontram-se a diferentes distâncias do epicentro de um mesmo sismo. Naturalmente é de esperar que as ondas cheguem primeiro à estação A, a mais próxima do epicentro, depois à estação B e, só depois, à estação C, que se encontra mais afastada. Em regra é assim que sucede. No entanto, nalguns casos, as ondas chegam primeiro à estação C. Tal só pode ser justificado admitindo que, ao atingirem determinada profundidade (na passagem do meio I para o meio II), a velocidade das ondas aumenta abruptamente, a ponto de percorrer em menos tempo um espaço maior.
Esquema do trajeto das ondas sísmicas nas zonas mais superficiais da Terra.
Em 1909, em Zagreb na Jugoslávia, André Mohorovicic, notável geofísico, depois de complicados cálculos matemáticos chegou à conclusão que uma descontinuidade separa a crosta terrestre do que se encontra por baixo; este limite, denominado em sua honra descontinuidade de Mohorovicic, descontinuidade de Moho ou descontinuidade M, situa-se a uma profundidade média de 40 quilômetros. À zona situada abaixo dessa descontinuidade chamou-se manto. A descoberta de Mohorovicic permitiu selecionar dados com interesse para o conhecimento da estrutura da Terra.
É de salientar que a profundidade da crosta (crosta) não é constante, variando entre os 5 e os 10 Km de espessura sob os oceanos, e entre os 20 e os 70 Km sob os continentes, sendo os valores mais elevados atingidos nas grandes cadeias montanhosas continentais.
A diferença de velocidade de propagação das ondas P nos oceanos (7 Km/s) e nos continentes (6 Km/s) permite considerar a crosta (crosta) subdividida em dois tipos: crosta continental e crosta oceânica. Esta variação da velocidade das ondas P ao longo da crosta deve-se à variação da sua composição - a crosta continental é constituída, essencialmente por rochas graníticas (d=2,7), enquanto que a oceânica é constituída, principalmente, por rochas basálticas mais densas (d=2,9).
São precisamente os fenômenos de reflexão e de refração que explicam o fato de as ondas atingirem a superfície terrestre de modo desigual, originando para cada sismo uma zona de sombra, isto é, uma zona onde não se propagam ondas P e S diretas e, conseqüentemente, não se manifesta atividade sísmica.
Esquema mostrando as zonas de sombra assinaladas pelo comportamento das S e P à profundidade de 2900 Km (limite da zona representada a amarelo) e 5.150 Km (limite da zona representada a branco), bem como os diferentes estados físicos das sucessivas camadas concêntricas da Terra, deduzidos a partir das velocidades de propagação das ondas sísmicas.
Em 1906, o irlandês Oldham verificou que as ondas P registradas no pólo oposto ao epicentro de um sismo se encontravam atrasadas em comparação com as registradas nas proximidades do epicentro, propagando-se a 4,5 Km/s em vez dos 6,5 Km/s habitualmente observáveis. Oldham concluiu que "as ondas, penetrando a grande profundidade, atravessam um núcleo central composto por uma matéria diferente, que as transmite com menor velocidade". E, assim, admitiu-se pela primeira vez a existência de um núcleo, contudo, de dimensão desconhecida. Sete anos mais tarde, o alemão Beno Gutenberg consegue determinar a sua dimensão, depois de observar que, para cada sismo, existe um sector da superfície terrestre onde é impossível registrar ondas sísmicas diretas, isto é, ondas sísmicas que atingem a superfície terrestre sem sofrerem desvios na sua trajetória, que, no interior da Terra, é geralmente curvilínea. A esta faixa dá-se o nome de zona de sombra e a mesma situa-se a uma distância angular do epicentro compreendida entre os 105o e os 142o (103o e 143o); fazendo a conversão da distância angular em distância quilométrica, sobre a superfície terrestre, a zona de sombra de um sismo situa-se entre os 11.500 e os 14.000 Km de distância do epicentro. As estações sismográficas localizadas até 105o registravam a chegada das ondas P e S nos horários previstos; as estações situadas para além dos 142o do epicentro do sismo não registravam a chegada das ondas S (S sombra), e as ondas P (K) eram registradas com atraso em relação ao tempo previsto.
Gutenberg demonstrou que esta zona de sombra se deve a uma descontinuidade. A análise comparada de séries de sismogramas de diferentes estações sismográficas permitiu a Gutenberg calcular a profundidade desta descontinuidade - 2.900 Km. Por este fato, a esta fronteira que assinala o início do núcleo, dá-se o nome de descontinuidade de Gutenberg (no esquema acima representado corresponde ao limite da zona amarela).
Esquema apresentando o ângulo delta=105o que corresponde ao começo da zona de sombra das ondas sísmicas S e o raio da Terra=6.350 Km. Sabendo que a superfície de descontinuidade de Gutenberg se situa à profundidade de 2.900 Km é fácil, a partir do esquema, calcular o valor do raio do núcleo.
Esquema mostrando de forma muito simplificada a composição química (elementos principais), o estado físico, as temperaturas e as profundidades das camadas quase concêntricas, definidas por descontinuidades, que constituem o modelo da estrutura interna da Terra.
Situado sob a descontinuidade de Gutenberg, o núcleo é constituído essencialmente por ferro e níquel, podendo conter algum silício e enxofre. Subdivide-se em núcleo externo (até 5.200 Km; 30,8% da massa da Terra; profundidade de 2.890 - 5.150 Km), supostamente líquido, como se deduz do comportamento das ondas sísmicas, e núcleo interno (1,7% da massa de Terra; profundidade de 5.150 - 6.370 Km), considerado como estando no estado sólido. A descontinuidade de Lehmann separa os dois meios.
Secção esquemática representando um corte em profundidade ao longo do raio terrestre.
Crosta e litosfera - A crosta (crosta) terrestre é a zona mais superficial e de menor densidade (d=2,7 g/cm3 a 2,9 g/cm3). Com base na velocidade de propagação das ondas sísmicas, na crosta terrestre, os sismólogos chegaram aos seguintes resultados: à profundidade de cerca de 17 Km há uma variação na velocidade de propagação das ondas P e S, o que pressupõe a alteração das características do material e, por conseguinte a existência de uma descontinuidade, designada descontinuidade de Conrad. Entre a superfície e a descontinuidade de Conrad a velocidade de propagação das ondas sísmicas é: Vp=5,6 Km/s e Vs=3,3 Km/s; a partir da descontinuidade de Conrad até à descontinuidade de Moho os valores são: Vp=6 a 7 Km/s e Vs=3,7 Km/s. Deste modo, a descontinuidade de Conrad subdivide a crosta continentalem: crosta continental superior e crosta continental inferior. A primeira camada, também designada por Sial, devido ao predomínio do silício (Si) e do alumínio (Al), sendo constituída em grande parte por rochas do tipo geral do granito - camada granítica; a segunda, denominada Sima, por ser rica em silício (Si) e magnésio (Mg), deverá ser constituída por rochas da família do gabro e do tipo do basalto - camada basáltica. A crosta oceânica é formada por uma camada basáltica, com velocidades de propagação das ondas sísmicas do tipo P entre 4 a 5 Km/s, com cerca de 1 a 4 Km de espessura e pela camada oceânica, com velocidade de propagação das ondas do tipo P entre 6 a 7 Km/s, com cerca de 5 a 6 Km de espessura. Quer a crosta continental, quer a oceânica, possuem na sua parte superior uma camada sedimentar de espessura variável. A litosfera, com espessura de aproximadamente 100 Km engloba as rochas da crosta terrestre (continental e oceânica) e uma parte do manto superior, como uma unidade rígida. A litosfera é formada por um mosaico de placas rígidas e móveis - as placas litosféricas ou tectônicas.
A astenosfera, representada na secção esquemática, entre os 400 e 650 Km de profundidade, com a cor verde claro, segue-se à litosfera, fazendo parte do manto superior, é uma zona plástica constituída por rochas fundidas. Na astenosfera as ondas propagam-se com uma velocidade menor do que na litosfera, o que leva alguns autores a designá-la por zona de baixas velocidades. A astenosfera constitui uma camada importante na mobilidade da litosfera, não só por ser constituída por materiais plásticos, mas também por nela se desenvolverem as correntes de convecção, que trataremos no Tema Tectônica de placas.
O manto inferior está separado da astenosfera pela descontinuidade de Repetti, prolonga-se até à base do núcleo (2.700 - 2.890 Km). A camada D" tem uma espessura calculada entre 200 e 300 Km e representa cerca de 4% da massa manto-crosta. Faz parte do manto inferior, acontecendo que descontinuidades sísmicas sugerem que a camada D" pode diferir quimicamente do manto inferior.
O núcleo constitui a zona central, essencialmente formado por ferro e níquel e diferente da composição dos silicatos que o envolvem. Com base nas propriedades físicas, é possível distinguir duas zonas: núcleo interno, sólido, e núcleo externo, líquido.
A estrutura interna da Terra segundo diferentes conceitos, de acordo com as diferentes características físicas consideradas.